Глава IV физико-механические и водные свойства пород температурные зоны в земной коре

Наблюдения за температурой пород в горных выработках пока­зывают, что зимой породы промерзают на различную глубину в зависимости от их характера и влажности, рельефа местности, рас­тительности, снегового покрова и географического положения места наблюдения. В пределах Советского Союза глубина промерзания пород увеличивается с юга на север и с запада на восток и колеб­лется от нескольких десятков сантиметров до нескольких метров. Глубина и длительность промерзания оказывают большое влияние на проникновение в грунт атмосферных осадков. По мнению ряда исследователей, замерзший грунт непроницаем для воды.

Для измерения температуры горных пород и грунтов на метео­рологических станциях применяются в основном термометры двух систем: коленчатые (системы Савинова) и вытяжные. Коленчатые термометры (рис. 17) применяются для замера температуры на небольшой глубине (до 40 см) и обычно используются в течение летнего периода, когда температура почвы выше 0° С. Во время наблюдения сам коленчатый термометр остается в грунте, а отсчеты температуры берут по шкале, находящейся выше уровня Земли.

• Вытяжные термометры (рис. 18) помещают в грунт в эбонито­вых трубках; они применяются при замерах температуры на глуби­не 0,4, 0,8, 1,6, 3,2 и 3,6 м. Оправа, в которой находится термометр, имеет вырез для отсчета по шкале. В нижней части она оканчива­ется цилиндром с резервуаром термометра с. ртутью. Цилиндр заполнен медными опилками, которые вследствие наличия между ними воздуха плохо проводят тепло, поэтому вытяжной термометр медленно реагирует на изменения температуры. Для измерения температуры вытяжным термометром бурят скважину необходимой глубины и в нее опускают эбонитовую трубку, имеющую в нижней части металлическую гильзу. Термометр воспринимает темпера­туру слоя почвы, окружающего металлическую гильзу. Параллель­но с замерами температуры почвы измеряют температуру воздуха на высоте 2 м от поверхности земли.

Разница между наивысшей и наинизшей температурами почвы за сутки — суточная амплитуда зависит главным образом от гео-

14

графической широты местности. На величину амплитуды влияют также время года (летом амплитуда больше, чем зимой), характер и цвет породы. Порода с большей теплопроводностью (гранит и др.) имеет меньше амплитуду колебаний температуры, чем порода с малой теплопроводностью (песок и др.). Влажные грунты также обладают незначительной амплитудой ко­лебаний температуры, что объясняется их небольшой теплоемкостью и большой по­терей тепла на испарение. Суточные тем­пературные колебания больше для кри­сталлических пород (1,78 м), известняков (1,26 м) и меньше для глин (0,9 м). По данным Н. А. Огильви (1963), в Кара­кумах в песчаных грунтах они затухают на глубине 1 м.

Суточные температурные колебания влияют на температуру грунтовых вод до глубины 1,5—2 м.

Помимо суточной, выделяют годовую амплитуду температур, которая пред­ставляет собой разность между средними температурами поверхностного слоя поч-

Рис. 17. Коленчатый термо­метр системы Савинова

Рис. 18. Вытяжной термо­метр; справа эбонитовая трубка

вы в самый теплый и самый холодный месяцы года. На величину годовой амплитуды колебаний температуры почвы большое влия­ние оказывает характер покрова почвы. Так, температура почвы, залесенной или покрытой снегом, обычно на 4—6° С выше темпе­ратуры обнаженной почвы. Характер изотерм для обнаженной почвы и почвы, покрытой растительностью, показан на рис. 19, А. Из данных рисунка видим, что температура почвы на глубине 0,5 м на участке, лишенном растительности, достигает —15° С, а на участ­ке, покрытом растительным покровом, всего —12° С. В зимние

45

месяцы температура почвы под снегом (рис. 19, Б) значительно выше температуры обнаженной почвы.

Суточная и годовая амплитуды колебаний температуры с глуби­ной уменьшаются, причем суточные колебания обычно затухаю! на глубине 1—2 м от поверхности, а годовые— 10—20. м. Глуби­ны затухания годовых и суточных колебаний температуры связаны между собой следующей зависимостью:

где Я — глубина затухания годовых колебаний темпера­туры в м; hi — глубина за­тухания суточных колебаний температуры в м; Т, Т\ — соответствующие периоды наблюдений.

Рис. 19. Распределение изотерм в почве

обнаженной и покрытой растительным

покровом (Л) или снеговым (Б)

Для наглядного изобра­жения распределения темпе­ратуры горных пород по глу­бине в зависимости от вре­мени строят кривые, назы­ваемые термоизоплетами (рис. 20). Для их построе­ния на оси ординат в выб­ранном масштабе отклады­вают глубины, а по оси абс­цисс— время. В точках пе­ресечения вертикальных и горизонтальных линий, опре­деляющих глубину и время наблюдения, проставляют измеренные температуры. Точки с одинаковыми значениями темпе­ратуры соединяют плавными линиями, проводя их через опреде­ленное количество градусов. Так как в пунктах наблюдения значе-• ния температуры могут не соответствовать точно этим цифрам, не­обходимые точки находят путем интерполяции.

На некоторой глубине от поверхности Земли расположен слой грунта, в котором температура мало меняется в течение года. Он называется поясом, или зоной постоянной температуры (или зоной нулевых годовых амплитуд).

Н. М. Фролов (1963, 1971) считает, что влияние инсоляции на термический режим Земли сказывается гораздо глубже (более 200 м) нейтрального слоя. Верхнюю зону Земли, где сказывается влияние солнечной инсоляции на суточные и годовые изменения температуры, многие исследователи называют гелиотермозоной. Го­довые -температурные амплитуды заметно затухают на глубине нейтрального слоя, в случае если верхние слои представлены водо-

46

непроницаемыми породами. Наименьшая глубина пояса постоянной температуры наблюдается в районах вулканической деятельности и у выхода источников. В зоне тропиков он находится почти у по­верхности Земли, поскольку в этом районе отсутствует влияние летнего прогревания и зимнего охлаждения.

Для определения грубины пояса постоянной температуры А. Н. Огильви (1927) предложил графический способ, широко при­меняемый в районах минеральных источников. Он исходил из того, что температуру можно измерить с точностью до 0,1° С, поэтому для определения глубины пояса постоянной температуры достаточ­но найти глубину, на которой амплитуда годовых колебаний не превышает 0,1° С. Для этой цели на графике по оси абсцисс нано-

Рис. 20. Термоизоплеты почвы

сят глубину в метрах, а по оси ординат — логарифмы амплитуд го­довых колебаний температуры, начиная от 0,1° С (рис. 21). Нане­сенные на график данные наблюдений соединяются прямой линией, пересечение которой с осью абсцисс и дает искомую глубину пояса постоянной температуры. На рис. 21 глубина пояса постоянной тем­пературы равна 23 м.

Многочисленные наблюдения показали, что температура пояса близка к среднегодовой температуре воздуха для каждого района. В различных районах пояс постоянной температуры находится на разной глубине. Например, для Парижа она равна 27 м, Белгра­да— 14, Одессы — 20, Ленинграда — 22,2, Харькова — 20, Боржо­ми— 23, Мацесты — 9,6, Каракумов — 15 м. По данным француз­ского ученого X. Шоллера (1952), зона постоянных годовых темпе­ратур в районах Северной Африки находится на глубине 17—18 м в песчано-глинистых породах, 28 м в известняках, песчаниках, мер­гелях и 39—40 м в изверженных породах. Она зависит от климати­ческой зональности, характера пород и их теплопроводности (кондуктивная теплопередача), наличия инфильтрации атмосфер­ных осадков и поверхностных вод (конвекционная теплопередача), близости действующих вулканов и т. д.

47

Ниже пояса постоянной температуры температура пород посте­пенно увеличивается. Интервал глубины, на котором температура увеличивается на 1°С, называется геотермической ступенью. Вели­чина повышения температуры в градусах, соответствующая углуб­лению на 1 м, называется геотермическим градиентом. В районах развития соленосных толщ она сильно увеличивается, в породах, насыщенных нефтью и водой, уменьшается. Это связано с изменени­ем теплопроводности пород, которая характеризуется коэффициен­том теплопроводности — количеством тепла, проходящего через те­ло, имеющее форму кубика с ребром 1 см, в течение 1 с, при разности темпе­ратур в 1°С на противоположных его гра­нях. Коэффициент теплопроводности вы­ражается в Вт/(м-К) и определяется в лабораториях на приборах различной конструкции.

Величина теплопроводности для раз­личных пород и веществ разная.

Рис. 21. Графический спо­соб определения глубины пояса постоянной темпера­туры

Тепловое состояние Земли в заданной точке может быть выражено величиной теплового потока — количеством тепла, поступающего из недр через единицу по­верхности Земли в единицу времени. Вы­ражается он в Вт/м². По данным Е. А. Любимовой (1958, 1968), форми­рование теплового потока происходит за счет внутренних источников тепла Земли до глубин порядка 700 км. Для вычисления теплового потока необходи­мо умножить величину теплопроводно­сти пород на геотермический градиент, определенный на заданной глубине, или на его среднее значение по всему раз­резу.

В настоящее время по территории СССР и зарубежных стран составлена карта геотермических градиентов, тепловых потоков и температур в основании осадочного чехла и различных этажей зем­ ной коры. ^ч

По современным представлениям, основным источником глубин­ного тепла является радиоактивный распад изотопа урана, тория и калия. Тепло, генерируемое на глубине, поступает из недр к поверх­ности разными путями. Ряд исследователей выделяет гравигенное тепло, высвобождавшееся при образовании Земли в результате стя­жения вещества протоплазменного облака, а также ротационное тепло, образующееся за счет изменения энергии вращения земного шара внутри системы Земля — Луна и трансформации механиче­ской энергии в тепловую. Расчеты показывают, что при вертикаль­ном и горизонтальном перемещениях земного вещества, деформа­ции горных пород в результате трения также выделяется тепло.

48

Физико-химические процессы в недрах Земли, как правило, проте­кают также с выделением тепла (окисление органического вещества, восстановление сульфидов, выщелачивание известняков, гипсов,. солей, уплотнение различных горных пород в процессе региональ­ного и гидротермального метаморфизма).

Тепло в недрах перераспределяется кондуктивной, обусловлен­ной теплопроводностью горных пород, и конвективной, обусловлен­ной движением воды, газа, нефти и различных магматических растворов, теплопередачей. Теплопроводность А, определяется опыт­ным путем в стационарных и нестационарных условиях. Чаще всего для определения теплопроводности используется метод мгновен­ного источника тепла, разработанный в Институте ф'иэики Земли. Ошибка метода ± 10.

Н. А. Огильви (1959) указывает, что при скорости фильтрации подземных вод более 4 мм/год последние играют решающую роль в тепловом режиме недр.

Н. М. Кругликов (1963) дает следующую зависимость для теп­ла, выделяющегося из наклонного потока подземных вод:

где grad Т — геотермический градиент; Я — мощность водоносного пласта; v — скорость фильтрации подземных вод; а — угол наклона пласта; С — теплоемкость; р — объемная масса воды.

Величина геотермической ступени и градиента для разных рай­онов и глубин различна. Так, в Нордвике геотермическая ступень на глубинах 25—500 и 25—1000 м равна 40 м, в то время как в Лонг Бич (США) на тех же глубинах она равна 30 и 28 м.

Рядом исследователей установлено, что в районах кристалличе­ских щитов (Воронежский, Украинский, Балтийский) температуры более низкие, чем в остальных районах Русской платформы. Ниже приводятся приближенные значения геотермической ступени (м/°С) для некоторых районов:

Район Ступень Район Ступень

Берлин 33,7 Англия (район Роз-

Верхняя Силезья 33,0 бринда) .... 34,5

Москва 45,4 Техас 49,0

Ленинград .... 39,0 Новая Мексика . 38,0

Донбасс .'.... 32,0 Монче-Тундра . . . 144,0

Каракумы .... 15,0 Южная Калифор-

Пятигорск . ... 11,0 нич 39,0

Грозненский район 10,0 Индия (3000 м,

Куринская впадина 25—35 шахта в Коларо) 22,0

Рионская впадина 17,5—20,0 Италия (район Лар-

дерелло) .... 27,60

В высокогорных районах величина геотермической ступени по­вышается.

Знание геотермических условий на различных глубинах имеет большое практическое значение. Зная величину геотермической сту-

49

иени, нетрудно определить и температуру на любой глубине, а это важно при проходке глубоких скважин и подземных выработок. Для определения температуры (t_m) на заданной глубине можно пользоваться формулой

(IV-1)

где to — среднегодовая температура воздуха в данном районе в град; т — глубина слоя, для которого определяется температура в м; т\—глубина пояса постоянной температуры в м; / — величина геотермической ступени в м.

Из этого же соотношения можно определить и глубину, соответ­ствующую любой температуре:

(IV-2)

Для более точного определения температур на заданной глубине с учетом кондуктивного (молекулярного) теплопереноса пользуются дифференциальным уравнением Фурье.

На основе обобщения геотермических данных в лаборатории геотермии и гидрохимии глубинных зон Геологического института АН СССР составлена карта распределения температур на поверх­ности кристаллического и складчатого оснований территории СССР. Аналогичные карты составлены также по отдельным республикам (БССР и др.)- Анализ карт показывает, что древние структуры ха­рактеризуются пониженными температурами и величиной теплово­го потока. В районах сочленения Белорусского массива с впадина­ми температура на фундаменте более высокая. В пределах северо­восточной части Припятской впадины температуры на кровле фун­дамента (глубина 3500—4000 м) до 100° С и более. Повышенные температуры в этой зоне обусловлены влиянием мощного подзем­ного потока, имеющего скрытую разгрузку в толще рыхлых пород в зоне северного ступенчатого сброса.

Выявление тектонических зон имеет важное значение при поис­ках подземных вод различных температур.

В связи с тем что величина геотермической ступени изменяется в больших интервалах даже в пределах одной геологической струк­туры и зависит от ряда факторов (литология пород, характер водо-ностности, минерализации подземных вод, включения сульфидов, органических веществ) не рекомендуется определять температуру на заданной глубине по средней величине геотермической ступени, равной 33 м

Горячие и перегретые воды широко используются в разных стра­нах земного шара. Тепловые станции, работающие на тепле земных недр, имеются в Японии, Калифорнии, Южной Африке, Сальвадоре, Кении, Северной и Южной Родезии, Исландии, Мексике. На пере­гретых подземных водах Камчатки (190—200° С) в настоящее время работает геотермическая станция. Там же вступил в строй теплич­ный комбинат площадью 60 тыс. м² и жилой комплекс с теплоснаб­жением на базе термальных вод Построены плавательные бассей-

50

ны и работает курорт. В районе Грозного, Махачкалы сооружены теплицы с геотермальным обогревом. В Омске термальная вода (40° С) используется на суконной фабрике, в Грузии (г. Зугдиди) — на бумажной. В Зугдиди она идет также на отопление жилых и производственных зданий. В Махачкале термальная вода (65° С, дебит 2000 м³/сут) обеспечивает отопление и горячее водоснабжение многих жилых и промышленных зданий. В ряде районов Закавказья, Западной Сибири и др. теплые и горячие воды также используются для теплофикации населенных пунктов, коммунальных и сельско­хозяйственных нужд.

Наблюдения за температурой в глубоких скважинах проводи­лись во многих странах мира.

В. И. Вернадский полагал, что подземную воду в жидком и па­рообразном состояниях можно встретить на глубинах более 10— 12 км. Наличие воды в магматических расплавах доказано работа­ми Н. И. Хитарова, А. А. Кадика (1965), Е. Б. Лебедева (1967) и др.

Во многих районах СССР и Североамериканского материка ши­роко распространена на различной глубине от поверхности (от 1—2 до 100—120 м, а в некоторых пунктах и более) многолетняя мерзлота. Наличие многолетней мерзлоты обусловливает целый ряд особенностей в распределении тепла и подземных вод.

ПОРИСТОСТЬ И СКВАЖНОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД

Одними из главнейших свойств горных пород, определяющих их отношение к воде, являются пористость и скважность. Под пористо­стью понимается наличие капиллярных пор в породе, под скважно­стью — присутствие пустот разной формы и размера.

Величину пористости выражают отношением объема всех пор ко всему объему породы или к объему твердых частиц. В первом случае полученный результат называют коэффициентом пористости и обозначают буквой п, во втором — приведенной пористостью, или коэффициентом приведенной пористости, и обозначают е. Величины п и е можно выразить:

где V\ — объем скелета грунта.

Капиллярная пористость пород — совокупность мелких пор ди­аметром 0,25 — 1,0 мм в зернистых породах или волосных трещин плоской формы диаметром 0,25 мм в крепких горных породах, час­то связанных в горизонтальном и вертикальном направлениях. В глинистых породах плоские или трубчатые поры представлены субкапиллярами диаметром 0,002 — 0,0001 мм. Некапиллярная по­ристость, или скважность, — совокупность различных пустот, тре­щин, каверн размером более 1 мм.

Величина пористости зависит от размера, формы и характера расположения частиц, слагающих породу. Представим себе одно-

51

Рис 22. Влияние расположения шаровид­ных частиц на величину пористости: А — наименее плотное сложение; 5 — наиболее плотное сложение; В — среднее

родный грунт состоящим из частиц шаровидной формы, сложенных рядами и образующих кубы (рис. 22, А) или тетраэдры (рис. 22, Б, Б). Простые вычисления показывают, что в первом случае объем промежутков между шарами равен 47,64% от всего объема, а во втором — 26,18%. В горных породах пористость колеблется в еще больших пределах. При этом чем меньше частицы породы и чем, следовательно, больше их поверхность, тем больше и пористость. В глинистых породах и мелкозернистых песках пористость может достигать 40—50%, а в крупнозернистых песках она обычно состав­ляет 20—22%. Грунт, состоящий из смеси фракций различных раз­меров, имеет пониженную пористость (галечники, заполненные мел­козернистыми песками и глинистыми частицами). На величину пористости глини­стых пород влияют процессы коагуляции и гидратации (осаждение глинистых ча­стиц под действием электро­литов) . В лёссовидных поро­дах и лёссах, кроме пор, ха­рактерных для глинистых пород, имеются макропоры, обусловливающие склон­ность этих пород к просад­кам при смачивании под влиянием собственного веса.

Пористость песков, глин и других пород зависит от их возраста, условий образования и последующей обстановки. Так, эоловые лёссы имеют большую пористость, чем пролювиальные или делю­виальные, глины кембрийского возраста обладают меньшей пори­стостью, чем глины третичные. Моренные суглинки, находящиеся длительное время под давлением мощных толщ льда, как правило, отличаются небольшой пористостью, причем пористость нижних го­ризонтов морен меньше, чем вышележащих.

В крепких горных породах (осадочных, изверженных и мета­морфических) основное значение для накопления и движения воды имеет трещиноватость, обусловленная разными причинами. Общая скважность крепких горных пород обычно невелика и колеблется от десятых долей до нескольких процентов.

Вследствие наличия различного рода 'трещин горные породы часто становятся крупными коллекторами подземных вод, нефти и газа. Электросопротивление у пород, содержащих воду, резко сни­жается, уменьшается и скорость упругой сейсмической волны, а теплопроводность увеличивается. С точки зрения водоносности, кроме трещин, большое значение имеют также карстовые пустоты — пещеры, каналы и т. п. Особенно большое развитие карст получает в карбонатных породах — известняках и доломитах, а также в со-леносных и загипсованных толщах, способных растворяться и вы­щелачиваться. Ниже приводится величина пористости для некото­рых типов пород.

52

Породы Пористость, %

Пески среднезернистые, однородные (альб) 36,0—38,0

Пески разнородные (четвертичные, ледникового про­ исхождения) . 30,0—32,0

Пески крупнозернистые (сеноман) 28,0—30,0

Пески мелкозернистые, однородные (юра) 42,0—48,0

Гравий однородный (бучакский ярус) 26,0—30,0

Суглинок моренный 18,0—20,0

Ил болотный 38,0—40,0

Глина иловатая, аллювиальная 48,0—52,0

Гранит, гнейсы, кварцит, диабаз, габбро (архей) . . 0,2—0,8

Кристаллические сланцы (докембрий) 0,5—2,15

Известняк, мрамор, доломит (верхний девон и карбон) 1,5—6,12

Мел и мергели (мел верхний и нижний) 3,0—8,75

Песчаники (девон) 10,0—17,2

Пористость горных пород определяется как в полевых, тзк и в лабораторных условиях. При полевых определениях пористости об­разец породы помещают в непроницаемый деревянный или метал­лический ящик размером, например, 1,0x1,0X1,0 м и наливают во­ду до момента прекращения ее просачивания в образец. Разде­лив объем израсходованной воды на объем образца, получают ве­личину пористости. Так, если при указанном объеме ящика во время опыта ушло 500 л воды, то пористость будет составлять 50%.

При определении скважности крепких коренных пород возни­кают большие трудности в связи с тем, что трещиноватость распре­деляется в них неравномерно. Надежные сведения о скважности в этих породах можно получить только с помощью специальных опытно-фильтрационных исследований. Пористость мелкозернистых песков и связных глинистых грунтов определяется главным обра­зом в лабораторных условиях. Для этих целей отбирают образцы по возможности с ненарушенной естественной структурой. Величи­ну пористости рассчитывают по объему и плотности грунта или породы.

Под объемной массой породы следует понимать отношение мас­сы сухой породы (д) к ее объему вместе с порами (Vn):

Для приближенных вычислений величину объемной массы не­связных пород в среднем можно принять равной 1,6 — 1,8 т/м³.

Плотностью породы (у) называют отношение массы сухого образца к объему скелета, т. е. твердых частиц без пор (V\):

Плотность песков около 2,65 т/м³, глин обычно несколько выше — 2,70—2,75 т/м³.

53

Зная объемную массу и плотность, можно по следующей зависи­мости вычислить пористость (га) и приведенную пористость (е):

Зная величину объемной массы влажной породы, можно опреде­лить пористость и приведенную пористость по следующим форму­лам:

где W — влажность в долях единицы.

При оценке грунтов необходимо знать массовую пористость п\, под которой понимается отношение массы воды при полном насыще­нии грунта к массе сухого грунта. Ее можно вычислить по формуле

(IV-3)

Для грунтов, насыщенных водой и залегающих ниже уровня подземных вод, объемная масса породы уменьшается по закону Ар­химеда и может быть вычислена по формуле

(IV-4)

Инженеры-строители, грунтоведы и почвоведы часто определя­ют массовую концентрацию влаги С, понимая под этим- термином

отношение массы влаги к объему содержащего ее грунта, т. е.

W

С =—, а также содержание воды (влагосодержание), приходя­щееся на единицу массы скелета грунта.